Paleoprodutividade costeira da região de Cabo Frio, Rio de Janeiro, ao longo dos últimos 13.000 anos cal AP

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DEPARTAMENTO DE GEOQUÍMICA

Paleoprodutividade costeira da região de Cabo Frio, Rio de Janeiro, ao longo dos últimos 13.000 anos cal AP

Michelle Morata de Andrade

Orientadora: Dra. Ana Luiza Spadano Albuquerque Co-Orientador: Dr. Abdelfettah Sifeddine

Niterói 2008

Tese apresentada ao curso de Pós-Graduação em Geociências da Universidade Federal Fluminense, como requisito parcial para obtenção do Grau de Doutor.

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A 5531 Andrade, Michelle Morata de

Paleoprodutividade costeira da região de Cabo Frio, Rio de Janeiro, ao longo dos últimos 13.000 anos cal AP / Michelle Morata de Andrade – Niterói: [s.n.], 2008.

275 f.: il., color., 30 cm.

Tese (doutorado)-Universidade Federal Fluminense, 2008. Orientadora: Prof.ª Dr.ª Ana Luiza Spadano Albuquerque; co- orientador: Prof. Dr. Abdelfettah Sifeddine.

1. Paleoprodutividade 2. Plataforma continental 3. Cabo Frio 4. Multi-proxies 5. Tese 6. Produção intelectual I. Título

CDD 551.69

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- À Profª. Ana Luiza, por quem tenho profundo respeito e imensa gratidão, por tudo que me ensinou e por ser muito mais que minha orientadora; - Aos prof. Abdelfettah Sifeddine e Bruno Turcq, por quem tenho profunda admiração, pelos importantes ensinamentos científicos e pelo exemplo de profissionais;

- Aos prof. Sambasiva Rao Pathineelam e Emmanoel Vieira da Silva

Filho, pelos ensinamentos ao longo deste curso. Em especial, por aceitar gentilmente participar da pré-banca e pelas sábias sugestões para enriquecer este trabalho;

- Aos prof. Marcelo Bernardes (Geoquímica/UFF) e Ângela de Luca Rebello Wagener (Química/PUC) pela importante colaboração na banca de qualificação;

- Ao prof. Renato Carreira (Oceanografia/UERJ) pelo convite e importante colaboração na coleta dos perfis estudados este trabalho;

- A todos os professores do Departamento de Geoquímica/UFF, que contribuíram imensamente para a minha formação; à equipe técnica e aos colegas e pela ajuda e colaboração na realização deste trabalho. Especialmente, ao Nivaldo e à Meiber sempre prontos a ajudar em qualquer momento;

- Ao pessoal da biblioteca da Geoquímica, em especial, à Wildenise, Heloísa e Rosa que com carinho e atenção estavam sempre prontas a ajudar;

- À Drª. Sandrine Caquineau e aos técnicos Marta Garcia e Hugues Bucher, pela importante e incondicional ajuda nas análises realizadas durante meu estágio na França e também pelo carinho com que me receberam; e à toda a equipe da unidade de pesquisa PALEOTROPIQUE do IRD/França pela hospitalidade e paciência;

- A todos os meus queridos amigos, por tornarem minha estadia na França muito mais enriquecedora, em especial à Anaïs Aubert;

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- À Dra. Lílian Rodrigues do Nascimento pela amizade e apoio incondicional.

- A toda equipe do laboratório de Estudos Paleoambientais, em especial aos alunos Tiago Pereira Côrtes Saísse Bastos e, hoje mestranda, Debora Dezidério Souto por personificarem um dos meus desafios profissionais, no momento em que me confiaram à orientação das suas monografias de graduação;

- À CAPES pela bolsa de doutorado;

- À FAPERJ pela bolsa de doutorado referente ao Programa nota 10;

- Ao IEAPM E ao DHM por disponibilizarem os dados climáticos e oceanográficos utilizados neste estudo;

- À PETROBRAS pela disponibilização do navio oceanográfico Astrogaroupa, com o qual foi feita a coleta dos perfis estudados;

- À família Cruz Candido da Silva e à família Candido-Oliveira pela amizade e pela torcida. Em especial à grande amiga e irmã de coração, Alice Candido da Silva-Oliveira, pela importante e preciosa amizade que levarei para o resto da vida;

- A todos os meus amigos e familiares, que com muito carinho sempre me incentivaram na realização deste trabalho;

- Aos meus pais a quem serei eternamente grata, pelo apoio e incentivo durante toda a minha vida; à minha irmã pelo carinho e incentivo, sempre;

- Ao meu marido Felipe, quem com amor e dedicação, sempre esteve ao meu lado em todos os momentos, e com serenidade incentivou e apoiou as minhas decisões profissionais;

- Acima de tudo agradeço à Deus, por iluminar minha mente e meu caminho.

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Figura 1. Modelo esquemático da ciclagem da meteria orgânica em um sistema marinho, onde R significa reciclagem do material (Modificado de Pinet, 1992)... 37 Figura 2. Ciclo do carbono entre o ambiente marinho e a atmosfera (adaptado de www.solarnavigator.net)... 38 Figura 3. Variação isotópica do carbono na natureza (Adaptado de Brownlow, 1996)... 49 Figura 4. Ciclo do carbono em ambientes marinhos, expresso isotopicamente. Os percursos entre o CO2 e o HCO3- em direção à matéria

viva são submetidos ao efeito cinético isotópico (ECI) controlado enzimaticamente. Os fracionamentos isotópicos no sistema CO2 - HCO3- -

CO32-são regidos pelo efeito de equilíbrio (setas duplas), sendo revertidos

em reações inversas (o fracionamento de cerca de 1‰ entre bicarbonato e carbonato sedimentar foi omitido para simplificar) (Adaptado de Brownlow, 1996). ... 50 Figura 5. Esquema representando o ciclo do nitrogênio no ambiente marinho... 53 Figura 6. Palinomorfos: (A) matéria orgânica amorfa; (B) matéria orgânica figurada (microcarvões); (C) fitoclasto (acritarca – Multiplicisphaeridium fisherii); (D) zooclasto (foraminífero)... 57

Figura 7. Mapa mostrando as regiões morfológicas da margem continental brasileira. Em destaque, a localização de Cabo Frio... 77

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Os pontos pretos representam a localização dos testemunhos estudados... 79 Figura 9. Esquema mostrando a complexa interação atmosfera-oceano na região de Cabo Frio. Considerando o efeito local/regional do Anticiclone Subtropical Marinho do Atlântico Sul (ASMAS) e o efeito global das interconexões entre a Zona de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS), com a Zona de Convergência do Pacífico Sul (ZCPS) e com a Zona de Convergência do Índico Sul (ZCIS) sobre a ressurgência de Cabo Frio... 83

Figura 10. Disposição das principais correntes ao longo da costa sudeste brasileira (Modificado de Matsuura, 1986)... 86

Figura 11. Modelo esquemático mostrando as correntes envolvidas no Giro Subtropical do Atlântico Sul (Adaptado de Peterson e Stramma, 1991)... 87

Figura 12. Modelo esquemático mostrando o deslocamento da ACAS sobre a plataforma continental durante os períodos de verão e inverno (Modificado de Matsuura, 1986)... 88

Figura 13. Matéria orgânica amorfa encontrada nos perfis marinhos de Cabo Frio, composta de elementos com aspectos ópticos distintos: (A) disperso e (B) aglomerado... 102 Figura 14. Matéria orgânica figurada contida nos perfis marinhos de Cabo Frio, com elementos de diferentes aspectos ópticos (A – ligno-celulósico

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Figura 15. Remanescentes de fito e zooplâncton, respectivamente, encontrados nos perfis marinhos de Cabo Frio. (A) fitoclasto visto em microscópio óptico com luz refletida e (B) zooclasto visto em microscópio óptico com luz transmitida... 103 Figura 16. Pirita, presente nos perfis marinhos de Cabo Frio. (A) aspecto do frambóide de pirita em microscópio óptico; (B) frambóide de pirita visto sob microscopia eletrônica de varredura (MEV), em detalhe mostrando um cristal tetraédrico de pirita... 104 Figura 17. Ilustrações mostrando procedimento de confecção das pastilhas de DR-X. (A) cada um dos elementos mostrados separadamente: prendedores, lâmina de vidro, almofariz e pistilo, alicate, porta-amostra, anel, tampa do porta-amostra, vidro de relógio e espátula ; (B) amostra macerada em almofariz e pistilo de ágata; (C) porta-amostra montado para receber a amostra; (D) porta-amostra preenchido com amostra macerada; (E) porta-amostra fechado por baixo com tampa, a qual é tencionada com um anel; (F) amostra pronta para ser utilizada... 107 Figura 18. Distribuição da freqüência dos eventos de ressurgência, mistura de águas (CB + ACAS) e subsidência entre os anos de 1971 e 1980 em Cabo Frio. A linha tracejada refere-se à variabilidade dos eventos de ressurgência durante os 10 anos estudados... 114 Figura 19. Variabilidade interanual das freqüências dos ventos em Cabo Frio durante a década de 70... 115

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média ponderada dos eventos de ressurgência ... 116 Figura 21. Freqüência dos ventos em Cabo Frio durante os períodos de primavera-verão e de outono-inverno, entre 1971 e 1980... 118

Figura 22. Duração (n° de dias consecutivos) dos eventos de ressurgência em Cabo Frio entre 1971 e 1980... 119 Figura 23. Distribuição sazonal dos eventos de ressurgência em Cabo Frio durante a década de 70, classificados conforme o n° de dias em que a TSM permaneceu abaixo dos 18°C... 121 Figura 24. Intensidade dos eventos de ressurgência em Cabo Frio durante os anos 70, classificados como eventos regulares (18°C≥TSM≥16°C), eventos fortes (16°C>TSM≥13°C) e eventos extremos (TSM<13°C)... 123 Figura 25. Distribuição sazonal dos eventos de ressurgência de acordo com a intensidade em: eventos regulares (18°C≥TSM≥16°C), eventos fortes (16°C>TSM≥13°C) e eventos extremos (TSM<13°C). A linha tracejada representa a freqüência dos eventos de ressurgência em cada período... 125 Figura 26. Distribuição sazonal dos ventos de Cabo Frio, em relação à intensidade. A linha tracejada representa a freqüência dos eventos de ressurgência em cada período... 127 Figura 27. Esquema mostrando as unidades litológicas dos perfis CF02-01B e CF02-CF02-01B obtidos na plataforma continental de Cabo Frio... 129

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homogênea deste perfil, conforme pode ser conferido na figura 20... 131 Figura 29. (A) Densidade aparente e (B) teor de água do testemunho CF02-02B. Ao lado é possível observar a variação litológica descrita para este perfil conforme a figura 27... 132 Figura 30. Modelo geocronológico aplicado ao estudo do perfil CF02-01B mostrando a curva de idade calibrada (com seus intervalos de erros) X profundidade, a partir de uma função cúbica spline... 134 Figura 31. Modelo geocronológico aplicado ao estudo do perfil CF02-02B mostrando a curva de idade calibrada (com seus intervalos de erros) X profundidade, a partir de uma função cúbica spline... 135 Figura 32. Conteúdos percentuais de (A) carbono orgânico total (COT) e (B) nitrogênio total (NT) ao longo do perfil CF02-01B... 137 Figura 33. Conteúdos de (A) carbono orgânico total (COT) e (B) nitrogênio total (NT) ao longo do perfil CF02-02B... 138 Figura 34. Distribuição dos valores de δ13_{C (A) e de δ}15_{N (B), ao longo do}

perfil CF02-01B... 139 Figura 35. Distribuição dos valores de δ13_{C (A) e do δ}15_{N (B), ao longo do}

perfil CF02-02B... 141 Figura 36. Distribuição da razão entre a matéria orgânica marinha e a orgânica terrígena (MAR/TER) ao longo do perfil CF02-01B... 142

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Figura 38. Exemplo de um dos difratogramas obtidos neste estudo (amostra CF02-02B 31-32cm). O detalhe mostra o resultado qualitativo dos minerais presentes na matriz sedimentar, o qual foi similar para ambos os perfis de Cabo Frio, além das setas indicando os principais picos de alguns dos minerais: quartzo, calcita e caulinita ... 144 Figura 39. Análise semi-quantitativa através da área superficial dos espectros de calcita, calcita magnesiana, quartzo, aragonita e caulinita ao longo do perfil CF02-01B... 145 Figura 40. Análise semi-quantitativa através da área superficial dos espectros de calcita, calcita magnesiana, quartzo, aragonita e caulinita ao longo do perfil CF02-02B... 147 Figura 41. Conteúdos percentuais de carbonatos (A), quartzo (B), sílica biogênica (C) e argilo-minerais (D) ao longo do perfil CF02-01B... 148 Figura 42. Conteúdos percentuais de carbonatos (A), quartzo (B), sílica biogênica (C) e argilo-minerais (D) ao longo do perfil CF02-02B ... 150 Figura 43. Variação percentual dos teores de Al (A) e razão metais/Al ao longo do perfil CF02-01B. (B) Ca/Al; (C) Fe/Al; (D) Mg/Al; (E) Mn/Al; (F) Ti/Al; (G) Ba/Al; (H) Co/Al; (I) Mo/Al; (J) Ni/Al; (L) Th/Al; (M) U/Al; (N) V/Al ... 152-153

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Ti/Al; (G) Ba/Al; (H) Co/Al; (I) Ni/Al; (J) Th/Al; (L) U/Al; (M) V/Al ... 157-158 Figura 45. Variabilidade da temperatura da superfície do mar (TSM °C) e das componentes u (zonal) e v (meridional) dos ventos (m/s) em Cabo Frio, entre 1971 e 1980. A linha em negrito representa uma curva de tendência do tipo spline ... 160 Figura 46. Correlação cruzada entre TSM e os componentes zonal (u) e meridional (v) dos ventos, sendo (A) e (B), respectivamente ... 162 Figura 47. Eficiência dos componentes u e v para induzir eventos de ressurgência em Cabo Frio ... 164

Figure 48. Variação mensal do transporte de Ekman na região de Cabo Frio, mostrando condições favoráveis e desfavoráveis à ocorrência dos eventos de ressurgência ... 165 Figura 49. Relação entre anomalia de temperatura (TSM) em Cabo Frio e índices de Oscilação Sul (OAS), Oscilação do Atlântico Norte (OAN) e Oscilação Decadal do Pacífico (ODP) ... 167 Figura 50. Comparação entre a densidade, litologia e taxa de sedimentação ao longo do perfil CF02-01B ... 169

Figura 51. Comparação entre a densidade, litologia e taxa de sedimentação ao longo do perfil CF02-02B ... 170

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... 171 Figura 53. Representação esquemática dos perfis mostrando a integração do perfil CF02-01B em relação ao perfil CF02-02B e suas diferenças litológicas, referenciadas pelas profundidades e pelas idades interpoladas ... 172 Figura 54. Mudanças litológicas relacionadas com as variações de densidade do perfil CF02-02B ... 173 Figura 55. Escarpa ao largo de Cabo Frio alinhada segundo a atual isóbata de 110m, interpretada como posição da linha de costa há 13.000 anos AP. A oeste da seção A-B forma-se um lençol arenoso transgressivo, soterrado por lamas holocênicas; e a leste é aflorante e desenvolve-se em sedimentos carbonáticos. (Adaptado de Kowsmann et al., 1978) ... 174 Figura 56. Representação esquemática do local de coleta dos perfis CF02-01B e CF02-02B, em relação à topografia de fundo e seus registros litológicos ... 178

Figura 57. Modelo esquemático do padrão de sedimentação dos perfis CF02-01B e CF02-02B, as quais interferem nas diferenças no registro das taxas de sedimentação entre os dois perfis ... 179 Figura 58. Variações na densidade dos perfis CF02-01B e CF02-02B, apontando 3 fases diferentes ao longo dos últimos 13.000 anos cal AP em Cabo Frio ... 180

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13.000 e 9.000 anos cal AP ... 182 Figura 60. (A) Percentual de calcita referente ao conteúdo relativo de calcita (♦) e calcita magnesiana (◊) nos sedimentos de Cabo Frio (CF02-02B), destacando a paleoprodutividade da Fase 1, entre 13.000 e 9.000 anos cal AP; (B) Detalhe do nódulo de calcita magnesiana encontrado nos sedimentos da base do perfil ... 184 Figura 61. Percentual de aragonita nos sedimentos de Cabo Frio (CF02-02B), destacando o período entre 13.000 e 9.000 anos cal AP ... 186 Figura 62. Variação dos valores referentes à fração detrítica (FD em ppm) dos elementos: (A) Mn; (B) Ba; (C) Co; (D) Mo; (E) Ni; (F) U; (G) V, com destaque para a Fase 1 entre 13.000 e 9.000 anos cal AP. O cálculo da fração detrítica, assim como, os valores médios de referência foram baseados em Tribovillard et al. (2006) ... 189 Figura 63. Razão entre material orgânico e inorgânico (ORG/INORG) e entre material marinho e terrígeno (MAR/TER) obtidos a partir das análises de palinofácies nos sedimentos de Cabo Frio para a Fase 1, período entre 13.000 e 9.000 anos cal AP ... 191 Figura 64. Variações dos conteúdos percentuais de carbono orgânico (COT), fluxo de carbono e razão C/N nos sedimentos de Cabo Frio com ênfase na Fase 1, cobrindo o período entre 13.000 e 9.000 anos cal AP ... 192

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13.000 e 9.000 anos cal AP ... 195 Figura 66. Destaque da variação de quartzo e argilo-minerais em Cabo Frio, entre 9.000 e 5.000 anos cal AP ... 197 Figura 67. Variação dos teores de carbonatos totais nos sedimentos de Cabo Frio, destacando os percentuais relativos de aragonita, calcita e calcita magnesiana na Fase 1 (entre 13.000 e 9.000 anos cal AP) e na Fase 2 (entre 9.000 e 5.000 anos cal AP) ... 199 Figura 68. Variação de sílica biogênica e fluxo de COT em Cabo Frio acompanhando a curva da taxa de sedimentação durante a Fase 2, entre 9.000 e 5.000 anos cal AP ... 200 Figura 69. Análise de agrupamento entre os conteúdos dos metais normalizados pelo alumínio e os percentuais dos minerais: quartzo, argilo-minerais, carbonatos e sílica biogênica presentes nos sedimentos de Cabo Frio durante a Fase 2, entre 9.000 e 5.000 anos cal AP ... 202

Figura 70. Variações dos conteúdos de Ba, Ni e U (A - subgrupo 2.1) e de Co, Th e V (B – subgrupo 2.2) normalizados pelo alumínio durante a Fase 2, entre 9.000 e 5.000 anos cal AP nos sedimentos de Cabo Frio ... 205 Figura 71. Variações dos conteúdos percentuais de carbono orgânico total (COT), fluxo de COT e razão C/N nos sedimentos de Cabo Frio durante a Fase 2, entre 9.000 e 5.000 anos cal AP ... 206 Figura 72. Variações de δ13_{C e δ}15_{N nos sedimentos de Cabo Frio durante}

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Cabo Frio. Nos detalhes, as variações entre 4.300 e 700 anos cal AP; em (A) as setas mostram o deslocamento das médias antes e depois de 2.500 anos cal AP ... 211 Figura 74. Variações dos percentuais de carbonatos (A) e sílica biogênica (B) durante a Fase 3, entre 5.000 e 1.500 anos cal AP, nos sedimentos de Cabo Frio. Nos detalhes, as variações entre 4.300 e 700 anos cal AP, obtidas pelo testemunho CF02-01B ... 212

Figura 75. Análise de agrupamento entre as razões elementos/Al para os sedimentos de Cabo Frio entre 4.300 e 700 anos cal AP. (G1) Grupo dos elementos relacionados às condições óxicas, com subgrupos G1.1 e G1.2; (G2) Grupo dos elementos relacionados às condições anóxicas, com subgrupos G2.1 e G2.2 ... 214 Figura 76. Variação dos conteúdos de Ca, Mg, Mn, Ti, Ba e Th, na forma de razão com Al, representando o Grupo 1, relacionados com as condições óxicas ... 217 Figura 77. Variação dos conteúdos de Fe, Mo, Co, V, Ni e U, na forma de razão com Al, representando o Grupo 2, relacionados com as condições anóxicas ... 218 Figura 78. (A) Balanço orgânico/inorgânico, lembrando que neste caso o material inorgânico é representado pelas piritas e (B) razão entre a origem marinha e terrígena da matéria orgânica presente nos sedimentos de Cabo Frio, entre 4.300 e 700 anos cal AP ... 219

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sedimentos de Cabo Frio. Nos detalhes, as variações entre 4.300 e 700 anos cal AP ... 221 Figura 80. Variação da razão C/N durante a Fase 3, entre 5.000 e 1.500 anos cal AP, nos sedimentos de Cabo Frio. No detalhe, a variação entre 4.300 e 700 anos cal AP ... 222 Figura 81. VAriações de δ13_{C (A) e δ}15_{N (B) durante a Fase 3, entre 5.000}

e 1.500 anos cal AP, nos sedimentos de Cabo Frio. Nos detalhes, as variações entre 4.300 e 700 anos cal AP ... 226 Figura 82. Razão U/Th nos sedimentos de Cabo Frio, ao longo dos últimos 13.000 anos cal AP. Destacando os valores limites para caracterizar ambientes óxicos e anóxicos e as três diferentes Fases que marcaram importantes mudanças no sistema ... 229

Figura 83. Caracterização da Fase 1, entre 13.000 e 9.000 anos cal AP, do modelo de paleoprodutividade proposto para Cabo Frio, com base nas variações da razão U/Th ... 231

Figura 84. Caracterização da Fase 2, entre 9.000 e 5.000 anos cal AP, do modelo de paleoprodutividade proposto para Cabo Frio, com base nas variações da razão U/Th ... 235

Figura 85. Caracterização da Fase 3, entre 5.000 e 700 anos cal AP, do modelo de paleoprodutividade proposto para Cabo Frio, com base nas variações da razão U/Th ... 238

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Tabela 1. Parâmetros físicos, químicos e biológicos comparando situações de ressurgência e de subsidência da ACAS em Cabo Frio ... 89 Tabela 2. Valor médio referente ao folhelho padrão dos elementos traços estudados por Tribovillard et al (2006) ... 113 Tabela 3. Persistência dos ventos em Cabo Frio entre 1971 e 1980 ... 120 Tabela 4. Persistência dos ventos durante os períodos de primavera-verão e de outono-inverno em Cabo Frio, entre 1971 e 1980. Classificados quanto ao n° de dias consecutivos da ação dos ventos de mesmo quadrante, com média e desvio padrão (Dp) ... 122 Tabela 5. Intensidade dos ventos em Cabo Frio entre 1971 e 1980 ... ... 124 Tabela 6. Descrição detalhada das unidades litológicas encontradas no perfil CF02-02B, correlacionando com o intervalo de profundidade, coloração (segundo a carta de Munsell) e variação de densidade ... 130 Tabela 7. Idades radiocarbônicas convencionais obtidas ao longo dos perfis CF02-01B e CF02-02B, de acordo com a profundidade, código do laboratório, 13_{C, tipo de material utilizado e respectivos intervalos de}

idades calibradas. A idade calibrada em negrito representa a de maior probabilidade e, portanto, foi utilizada para a elaboração dos modelos geocronológicos e interpolação das idades ... 133

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interpretações paleoambientais do perfil CF02-02B ... 176 Tabela 9. Correlação de Spearman entre elementos metálicos analisados na matriz sedimentar considerando apenas os dados referentes à Fase 1, entre 13.000 e 9.000 anos cal AP. Valores em vermelho são significativos para p<0,05 ... 187

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ACAS – Água Central do Atlântico Sul AIA – Água Intermediária Atlântica AP – Antes do presente

APAN – Água Profunda do Atlântico Norte

ASMAS – Anticiclone Subtropical Marinho do Atlântico Sul AT – Água Tropical

CAL - Calendário CAR - Carvão

CB – Corrente do Brasil CF – Cabo Frio

C/N – Razão entre carbono e nitrogênio elementar COT – Carbono orgânico total DP – Desvio padrão FITO – Fitoclasto INORG - Inorgânico Ka – Mil anos LCD – Fragmento ligno-celulósico degradado

LCO – Fragmento ligno-celulósico opaco

LCT – Fragmento ligno-celulósico translúcido

MAR - Marinho

MOA – Matéria orgânica aglomerada MOD – Matéria orgânica difusa NE – Nordeste NT – Nitrogênio total NW – Noroeste ORG – Orgânico PIR – Pirita SE - Sudeste SW – Sudoeste

δ13_{C – Razão isotópica do carbono}

δ15_{N – Razão isotópica do nitrogênio}

TER - Terrígeno

ZCAS – Zona de Convergência do Atlântico Sul

ZCIT - Zona de Convergência Inter-Tropical

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O sistema de ressurgência de Cabo Frio é considerado de proporção local/regional, com um aspecto intermitente e de baixa amplitude. Apesar disto, tem grande importância sócio-econômica, por induzir o aumento da produtividade pesqueira, e também pelo contexto climático do Estado do Rio de Janeiro. A interação de fatores oceanográficos e atmosféricos, em Cabo Frio, provoca um efeito no clima local, conhecido como enclave climático. Assim, na tentativa de entender os mecanismos de interconexão entre ventos e temperatura da superfície do mar (TSM) desta região, em tempos pretéritos, foi necessário conhecer melhor as relações recentes e seus efeitos sobre este sistema. Como ponto de partida para interpretar os resultados pretéritos, dados diários de TSM e direção e intensidade dos ventos regionais, durante a década de 70, foram utilizados no sentido de apontar relações entre freqüência, persistência e intensidade dos ventos sobre a ressurgência de Cabo Frio. Assim, o objetivo geral deste trabalho foi verificar as mudanças da paleoprodutividade na região de Cabo Frio durante o Holoceno, correlacionado-as com mecanismos sedimentares, oceanográficos e atmosféricos que possam explicá-las. Os resultados pretéritos foram obtidos com base em dois perfis sedimentares, coletados a 124m e 115m na plataforma continental de Cabo Frio. Indicadores orgânicos (COT, Fluxo de COT, C/N e palinofácies) e inorgânicos (minerais e metais) foram combinados no intuito de observar mudanças na paleoprodutividade do sistema de Cabo Frio, ao longo dos últimos 13.000 anos cal AP. O estudo da relação atual entre os eventos de ressurgência e os ventos regionais mostrou que a freqüência dos ventos NE não estabeleceu uma relação clara com estes eventos e que as advecções polares, representadas pelos ventos SW, pode não aumentar durante o outono-inverno. Eventos de ressurgência apresentaram distribuição unimodal tanto durante esta década, como durante os períodos sazonais, o que indicaria os ventos SW como principal controlador da ressurgência, considerando que a ação destes ventos persistiu por até 5 dias consecutivos durante o outono-inverno, suficiente para enfraquecer os ventos NE. No entanto, a intensidade dos ventos regionais parece ser o fator controlador da ressurgência em Cabo Frio. De outro modo, a evolução da plataforma continental, aliada à elevação do nível do mar, durante o Holoceno, influenciou de forma determinante a ocorrência dos eventos de ressurgência na região de Cabo Frio. Desta forma, com base nas mudanças registradas simultaneamente pelos multi-proxies ao longo das colunas sedimentares foram caracterizadas três fases: Fase 1 - entre 13.000 e 9.000 anos cal AP – quando ocorreu uma rápida ascensão do nível do mar, porém, com estabilizações. Este fato acarretou uma diminuição da contribuição terrígena, ao longo do tempo, registrada fortemente pelo decréscimo dos metais e palinomorfos figurados. Ocorreu uma transformação de um ambiente mais raso e dominado por águas oligotróficas (CB), para

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um ambiente mais profundo e com reflexos primários de águas frias, ricas em nutrientes (ACAS). Assim, a matéria orgânica oriunda do continente, trazida por meio fluvial e/ou eólico, foi substituída gradativamente pelo material de origem marinho. Neste sentido, o material alcançava o fundo cada vez menos refratário, o que pode ter condicionado um ambiente sedimentar mais óxico ao longo desta fase. Esta situação indicaria um aumento na produtividade do sistema, em virtude do reflexo da ACAS na região; Fase 2 – entre 9.000 e 5.000 anos cal AP – em que o ambiente tornou-se mais profundo e efetivamente marinho. Foi marcada pelo estabelecimento da ACAS no fundo da plataforma continental de Cabo Frio, apontado pelos indicadores orgânicos e inorgânicos. Em seguida, ciclos de maior ou menor produtividade se alternaram, marcando condições de ressurgência e subsidência, com o predomínio da ACAS e da CB, respectivamente, na plataforma continental de Cabo Frio, o que induziu mudanças no metabolismo do sistema e teve um papel fundamental nas alterações climáticas regionais. Eventos de ressurgência e fatores atmosféricos interagem por feedback, ou seja, ao mesmo tempo em que o padrão de ventos regionais pode influenciar os eventos de ressurgência, águas superficiais mais frias podem determinar um clima local mais seco. Desta forma, o sistema de Cabo Frio nesta fase já poderia responder aos efeitos climáticos das advecções polares e da ZCIT, por exemplo, condicionado períodos de ressurgência mais ou menos fortalecidos. No entanto, apesar da variabilidade da ressurgência nesta fase, a produtividade aumentou relativamente; e Fase 3 – entre 5.000 e 700 anos cal AP – em que a ressurgência pareceu estar ainda mais fortalecida, ainda que o sistema tenha apresentado alguma oscilação. A partir de 2.500 anos cal AP foram observados ciclos regulares, de cerca de 500 anos, nos registros dos metais e da razão C/N. Registros similares também observados em sedimentos do Golfo da Califórnia, Peru e Venezuela foram relacionados aos ciclos climáticos com a mesma periodicidade, apontando a variabilidade dos eventos ENSO como principal causa deste processo. Para Cabo Frio, é possível sugerir que eventos de dimensões globais possam interferir e perturbar registros regionais e/ou locais. Neste sentido, o fortalecimento da ressurgência pode ter acarretado uma fase, relativamente, ainda mais produtiva que a anterior, mesmo que com alguma curta perturbação cíclica, que poderia estar relacionado com a ocorrência de eventos El Niño e/ou pela ação de forçantes climáticas regionais, como a ZCAS.

(22)

À memória do meu pai, em quem sempre me espelhei por ser um exemplo

(23)

RÉSUMÉ

Le système d’upwelling à Cabo Frio est considéré de proportion locale/régionale, avec un aspect intermittent et une basse amplitude. Malgré ceci, il a une grande importance économique pour induire l'augmentation de la productivité de la pêche, aussi bien que pour son influence dans le contexte climatique de l'État de Rio de Janeiro. L'interaction de facteurs océanographiques et atmosphériques à Cabo Frio provoque un effet dans le climat local, connu comme une enclave climatique. Ainsi, dans l’essai de comprendre les mécanismes d'interconnexion entre les vents et la température de la surface de la mer (TSM) de cette région, dans les temps passés, il a fallu mieux connaître les relations récentes et leurs effets sur ce système. Comme point de départ pour interpréter les résultats passés, des données quotidiennes de TSM et de la direction et de l’intensité des vents régionaux, pendant la décennie de 70, ont été utilisées dans le but d'indiquer des relations entre fréquence, persistance et intensité des vents sur l’upwelling à Cabo Frio. Ainsi, l'objectif général de ce travail a été de vérifier les changements de la paléoproductivité dans la région de Cabo Frio pendant l’Holocène, corrélés avec des mécanismes sédimentaires, océanographiques et atmosphériques qui puissent les expliquer. Les résultats passés ont été obtenus sur la base de deux profils sédimentaires, rassemblés à 124m et 115m dans le plateau continental à Cabo Frio. Des indicateurs organiques (COT, Flux de COT, C/N et palynofaciès) et inorganiques (minéraux et des métaux) ont été combinés avec l'intention d'observer des changements dans la paléoproductivité du système de Cabo Frio, au cours des 13.000 dernières années. L'étude de la relation actuelle entre les événements d’upwelling et les vents régionaux a montré que la fréquence des vents NE n'a pas établi une relation claire avec ces événements et que les advections polaires, représentées par les vents SW, qui peut ne pas augmenter pendant les mois d'automne et d’hiver. Des événements d’upwelling ont présenté une distribution uni modale aussi bien pendant cette décennie que pendant les périodes saisonnières, ce qui pourrait indiquer les vents SW comme le principal contrôleur d’upwelling, en considérant que l'action de ces vents persiste par jusqu'à 5 jours consécutifs pendant les mois d'automne et d’hiver, assez pour affaiblir les vents NE. Néanmoins, l'intensité des vents régionaux semble être le facteur contrôleur de l’upwelling à Cabo Frio. En outre, l'évolution du plateau continental, alliée à la hausse du niveau de la mer pendant l’Holocène, a influencé de forme déterminante la présence des événements d’upwelling dans la région de Cabo Frio. Ainsi, sur la base des changements enregistrés simultanément par des multi-proxies au long des colonnes sédimentaires, trois phases ont été caractérisées: Phase 1 - entre 13.000 et 9.000 ans cal AP - quand une rapide ascension du niveau de la mer s'est produite, mais avec des stabilisations. Ce fait a causé une diminution de la contribution continentale au long du temps, fortement

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enregistrée par la diminution des métaux et des palynomorphes figurés. Cette situation a produit une transformation d'un environnement moins profond et dominé par des eaux chaudes du Courant du Brésil (CB) vers un environnement plus profond et avec des réflexes primaires d'eaux froides, riches en éléments nutritifs des Eaux Centrales d’Atlantique Sud (ECAS). Ainsi, la matière organique en provenance du continent, apportée par moyen fluvial et/ou éolien, a été substituée graduellement par le matériel d'origine marine. Dans ce sens, le matériel atteignait le fond à chaque fois moins réfractaire, ce qui a pu avoir conditionné un environnement sédimentaire plus oxygéné au cours de cette phase. Cette situation indiquerait une augmentation dans la productivité du système, due au réflexe de l’ECAS dans la région; Phase 2 - entre 9.000 et 5.000 ans cal AP - où l'environnement s'est rendu plus profond et efficacement marin. Elle a été marquée par l'établissement de l’ECAS dans le fond du plateau continental de Cabo Frio, indiqué par les indicateurs organiques et inorganiques. Ensuite, des cycles de plus grande ou moindre productivité se sont alternés, en marquant des conditions d’upwelling et downwelling, avec la prédominance de l’ECAS et du CB, respectivement, dans le plateau continental de Cabo Frio, ce qui a induit des changements dans le métabolisme du système et a eu une fonction fondamentale dans les modifications climatiques régionales. Des événements d’upwelling et des facteurs atmosphériques interagissent par feedback, c'est-à-dire, en même temps que la norme de vents régionaux peut influencer les événements d’upwelling, les eaux superficielles plus froides peuvent déterminer un climat local plus sec. De cette forme, le système de Cabo Frio dans cette phase pourrait déjà répondre aux effets climatiques des advections polaires et de la ZCIT, par exemple, conditionnés à des périodes d’upwelling plus ou moins fortifiées. Néanmoins, malgré la variabilité de l’upwelling pendant cette phase, la productivité a relativement augmenté; et Phase 3 - entre 5.000 et 700 ans cal AP - où l’upwelling semble avoir été davantage fortifié, malgré quelques oscillations subies par le système. À partir de 2.500 ans cal AP des cycles réguliers d'environ 500 ans ont été observés dans les registres des métaux et de la raison C/N. Des registres semblables observés dans d’autres régions de l’Amérique du Sud et du Golfe de la Californie ont été aussi rapportés aux cycles climatiques avec la même régularité, en indiquant la variabilité des événements ENSO comme la principale cause de ce processus. Dans ce sens, la fortification de l’upwelling à Cabo Frio, même avec quelques courtes perturbations cycliques, pourrait être rapportée avec des événements El Niño et/ou d’autres facteurs climatiques régionaux, comme la ZCAS.

(25)

SUMÁRIO

1 INTRODUÇÃO ... 29

1.1 OBJETIVOS ... 33

2 BASE TEÓRICA ... 35

2.1 PALEOPRODUTIVIDADE MARINHA: HISTÓRICO E ABORDAGENS

... 35

2.2 PALEOPRODUTIVIDADE EM ÁREAS DE RESSURGÊNCIA E

CONEXÕES CLIMÁTICAS ... 40

2.3 PROXIES APLICADOS AO ESTUDO DA PALEOPRODUTIVIDADE

MARINHA ... 43

2.3.1 Geoquímica orgânica elementar ... 44

2.3.2 Geoquímica isotópica ... 47

2.3.3 Petrografia Orgânica ou Palinofácies ... 57 2.3.4 Mineralogia ... 59

2.3.5 Metais ... 64

3 ÁREA DE ESTUDO ... 77

3.1 CONTEXTO SEDIMENTOLÓGICO ... 78

(26)

3.3 CONTEXTO OCEANOGRÁFICO ... 84

4 METODOLOGIA ... 91

4.1 ESTUDO DA RELAÇÃO ATUAL ENTRE OS VENTOS E A

TEMPERATURA DA SUPERFÍCIE DO MAR (TSM) ... 91

4.2 TESTEMUNHAGEM, ABERTURA E DESCRIÇÃO LITOLÓGICA DOS

PERFIS ... 94

4.3 DENSIDADE APARENTE E TEOR DE ÁGUA ... 95

4.4 GEOCRONOLOGIA ... 95

4.4.1 Modelo Geocronológico ... 96

4.4.2 Taxa de sedimentação ... 97

4.5 GEOQUÍMICA ORGÂNICA ... 97

4.5.1 Pré-tratamento das amostras ... 97 4.5.2 Carbono Orgânico Total (COT) e Nitrogênio Total (NT)

... 98

4.5.3 Isótopos estáveis de carbono e nitrogênio (δ13C e δ15N) ... 99

4.6 PALINOFÁCIES OU PETROGRAFIA ORGÂNICA ... 100

4.6.1 Pré-tratamento das amostras ... 100

(27)

4.6.3 Identificação dos palinomorfos ... 101

4.6.4 Contagem dos palinomorfos em microscopia óptica

... 105

4.7 DIFRATOMETRIA DE RAIO-X (DR-X) ... 105

4.8 ESPECTROMETRIA DE INFRAVERMELHO TRANSFORMADA DE

FOURIER (FTIR) ... 108

4.9 ESPECTROMETRIA DE EMISSÃO ATÔMICA (ICP-AES) E DE MASSA

(ICP-MS) ... 109

5 RESULTADOS ... 114

5.1 VARIABILIDADE DA TSM E DOS VENTOS NA REGIÃO DE CABO

FRIO DURANTE A DÉCADA DE 70 ... 114

5.2 ASPECTO LITOLÓGICO DOS PERFIS ... 128

5.3 DENSIDADE APARENTE E TEOR DE ÁGUA ... 130

5.4 GEOCRONOLOGIA ... 132

5.5 GEOQUÍMICA ORGÂNICA ... 136

5.5.1 Carbono orgânico total (COT) e nitrogênio total (NT)

... 136

5.5.1.1 Perfil CF02-01B ... 136

(28)

5.5.2 Isótopos estáveis de carbono e nitrogênio (δ13C e δ15N) ... 138

5.5.2.1 Perfil CF02-01B ... 138

5.5.2.2 Perfil CF02-02B ... 140

5.6 PETROGRAFIA ORGÂNICA OU PALINOFÁCIES ... 141

5.6.1 Perfil CF02-01B ... 141

5.6.2 Perfil CF02-02B ... 142

5.7 DIFRATOMETRIA DE RAIO-X (DR-X) ... 143

5.7.1 Perfil CF02-01B ... 144

5.7.2 Perfil CF02-02B ... 146

5.8 ESPECTROMETRIA DE INFRAVERMELHO TRANSFORMADA DE

FOURIER (FOURIER TRANSFORM INFRA-RED SPECTROMETRY FTIR) ... 147

5.8.1 Perfil CF02-01B ... 147

5.8.2 Perfil CF02-02B ... 148

5.9 Espectrometria de emissão atômica e de massa ... 150

5.9.1 Perfil CF02-01B ... 150 5.9.2 Perfil CF02-02B ... 155

(29)

6 DISCUSSÕES ... 160

6.1 VARIABILIDADE SINÓPTICA DA SST E DOS VENTOS: SEUS

ASPECTOS LOCAIS E GLOBAIS ... 160

6.2 VALIDAÇÃO DO MODELO GEOCRONOLÓGICO E VARIAÇÕES DAS

TAXAS DE SEDIMENTAÇÃO NA REGIÃO DE CABO FRIO ... 168

6.3 VARIAÇÕES NA PALEOPRODUTIVIDADE DO SISTEMA DE CABO

FRIO AO LONGO DOS ÚLTIMOS 13.000 ANOS CAL AP ... 181

6.3.1 Proposta de um modelo de paleoprodutividade para Cabo Frio ao longo dos últimos 13.000 anos cal AP

... 227

7 CONCLUSÕES ... 241

(30)

1 INTRODUÇÃO

A paleoceanografia é o ramo da ciência que estuda o desenvolvimento dos sistemas oceânicos ao longo de uma escala do tempo geológico, na qual se concentra, principalmente, nos últimos 200 milhões de anos. Neste contexto, se investiga os mecanismos que envolvem a circulação superficial e das massas d’água de fundo, a distribuição e evolução dos organismos planctônicos e bentônicos, além do comportamento da produtividade biológica e seus efeitos na sedimentação oceânica. Visto que, o oceano consiste em um enorme reservatório, a paleoceanografia, entretanto, não se restringe somente ao entendimento dos aspectos oceanográficos de uma região ao longo do tempo, podendo também enfocar, de modo multidisciplinar, os mecanismos de interação que ocorrem entre o oceano e outros reservatórios, tais como: a atmosfera, o continente e as calotas polares (PETUCH, 1997).

Dentre os ambientes marinhos, as plataformas continentais, contribuem com 20% do total da produção marinha global. Além disso, possuem aspectos característicos de produtividade e sedimentação que as tornam mais sensíveis às mudanças climáticas globais que às áreas de oceano aberto (MARTINEZ et al., 1996). Ainda segundo estes autores, de fato, estas regiões podem ser fortemente afetadas por variações no nível do mar, e sua produção pode ser influenciada por mudanças no aporte de nutrientes, devido à descarga de rios ou por correntes de ressurgência.

Os sistemas de ressurgência costeira despertam particular interesse em virtude da alta produtividade, bem como, por suas interconexões com a atmosfera. As ressurgências ocorrem pela ação de ventos que, por sua vez, promovem o afastamento das águas superficiais que será compensado pelo afloramento das águas frias do fundo (NEUER et al., 2002). Estas águas enriquecidas em nutrientes, provenientes da decomposição da matéria orgânica do fundo, estimulam o crescimento e desenvolvimento do fitoplâncton nas camadas superficiais da coluna d’água ou zona fótica. Assim, tais regiões são altamente férteis e

(31)

apresentam uma intensa dinâmica de correntes, resultado da forte interação oceano-atmosfera (HOLMES et al., 2002).

Mesmo representando apenas 1% dos oceanos, as áreas de ressurgência apresentam extrema importância econômica, já que suportam mais de 50% da produção pesqueira mundial (PINET, 1992). Apesar da existência da ressurgência polar e da equatorial, os mais importantes sistemas de ressurgência situam-se em áreas costeiras, como no Peru, Benguela, Califórnia, Ilhas Canárias e Somália (MARTINEZ et al., 1996; ROBINSON et al., 2002; BÖNING et al., 2004). A produtividade primária, nestas regiões, pode alcançar taxas entre 4 e 20gC.m-2_.d-1_,

como no caso da região de Concepción, no Chile (BÖTTJER e MORALES, 2007). Ressurgências de mar aberto, tal como ocorre no Atlântico Sul, podem registrar <0,15gC.m-2_.d-1_{(GREZE, 1984 apud. PIONTKOVSKI et} al., 2003). Além das elevadas taxas de produtividade, estas áreas de ressurgência despertam o interesse do meio científico devido a sua grande contribuição nos ciclos e fluxos de elementos biogênicos, especialmente do carbono e do nitrogênio (NAIK e CHEN, 2008).

Áreas de ressurgência são, especialmente, consideradas como importantes sumidouros de carbono, além de potencialmente ricas em arquivos de alta resolução dos registros oceanográficos (McMANUS et al., 2006). Os altos teores de nutrientes, suportados pelos sistemas de ressurgência, induzem elevadas taxas de deposição de partículas remanescentes da morte dos organismos e do produto do seu metabolismo, como pelotas fecais, se depositam no fundo produzindo sedimentos marinhos organicamente enriquecidos (PARRISH et al., 2001). Assim, a natureza quali-quantitativa do carbono orgânico, que se preserva nos sedimentos atuais e pretéritos, é resultado da complexa interação entre fatores oceanográficos e sedimentológicos. Dentre estes fatores destacam-se as taxas de produtividade primária, o suprimento de matéria orgânica terrígena, o fluxo de partículas para o fundo, processos redox-sensíveis, taxas de acumulação e a granulometria dos sedimentos

(32)

(MAYER, 1999; ARTHUR et al., 1998; TYSON, 1995; CANFIELD et al., 1993; PEDERSEN e CALVERT, 1990).

As regiões de ressurgência participam, de maneira efetiva, do ciclo do carbono oceânico, uma vez que, integra processos da produção biológica e trocas de gás entre oceano-atmosfera que, em última instância, são regulados e regulam as concentrações de CO2 atmosférico

(McMANUS et al., 2006). Portanto, ao longo do tempo, estas áreas contribuem de fato com as alterações d clima global.

No Brasil, regiões de ressurgência podem ser apontadas na extensão da costa entre Cabo de Santa Marta (28°S) e Cabo Frio (23°S). Isto se deve à ocorrência de uma dinâmica e complexa circulação hidrográfica influenciada por fatores como: força e direção dos ventos, circulação geostrófica e a variabilidade em meso-escala da Corrente do Brasil (CAMPOS et al., 1996; LIMA et al., 1996). Esta dinâmica oceanográfica resulta na formação de vórtices e transporte de Ekman gerados por ventos, os quais promovem a ressurgências da Água Central do Atlântico Sul (ACAS) sobre a plataforma continental. Porém, a área próxima de Cabo Frio (Rio de Janeiro) se destaca como uma das regiões mais importantes e regulares de ressurgência da ACAS da costa brasileira.

A ocorrência de eventos de ressurgência em Cabo Frio está associada, principalmente: (1) ao aspecto fisiográfico da costa; (2) ao regime de ventos; e (3) à ocorrência dos vórtices da Corrente do Brasil (VALENTIN et al., 1987; MAHIQUES et al., 2005).

Diante às grandes ressurgências costeiras do mundo, o sistema de ressurgência de Cabo Frio é considerado um fenômeno de proporção local/regional, com um aspecto intermitente e de baixa amplitude. Apesar disto, tem grande importância geográfica e sócio-econômica para a região. Tanto que, desperta interesse científico não apenas no que se refere ao aumento da produtividade pesqueira, mas também pelo contexto climático do Estado do Rio de Janeiro.

Neste sentido, as regiões de Búzios e Cabo Frio são consideradas “enclaves climáticos”, por apresentarem apenas cerca da metade da

(33)

precipitação anual registrada para o restante do estado, além dos altos valores de evaporação (BARBIÉRI, 1984). Neste caso, devido à forte interação entre fatores oceanográficos e atmosféricos, a ressurgência costeira de Cabo Frio apresenta caráter sazonal, ocorrendo de maneira mais intensa durante os meses de primavera-verão (CARBONEL, 2003, RODRIGUES e LORENZZETTI, 2001; CARVALHO et al., 2004). Neste período, a ação dos ventos NE se intensifica, favorecendo a ascensão das águas frias e ricas em nutrientes oriundas da ACAS na plataforma continental. Já nos meses de outono-inverno, ocorrem mudanças nos padrões de ventos regionais, especialmente, em virtude do aumento da freqüência dos ventos SE e SW provenientes das advecções polares. Esta situação tem como efeito o empilhamento das águas quentes e oligotróficas da Corrente do Brasil na costa.

Desta forma, ciclos de ressurgência e subsidência da ACAS, em Cabo Frio, provocam constantes mudanças nas condições físico-químicas e biológicas do sistema, alterando constantemente o seu metabolismo. Neste contexto, este estudo se baseia em duas hipóteses:

(i) as mudanças significativas na produtividade da região costeira de Cabo

Frio estão relacionadas com alterações no padrão de freqüência e/ou intensidade da ressurgência, as quais podem ser reconstruídas através dos registros sedimentares recuperados na região;

(ii) tendo como premissa a íntima interconexão entre os compartimentos

oceano-atmosfera, especialmente, nas regiões de ressurgência costeira, a reconstrução dos padrões de produtividade de CF possibilitaria inferências com respeito à circulação atmosférica em escala continental.

No entanto, na tentativa de entender estes mecanismos de interconexão entre ventos e temperatura da superfície do mar (TSM) em Cabo Frio, em tempos pretéritos, foi necessário conhecer melhor as relações recentes e seus efeitos sobre este sistema. Para isto, este estudo

(34)

se propôs, de forma inédita, a apontar relações, em escala sinótica, entre freqüência, persistência e intensidade dos ventos sobre a ressurgência de Cabo Frio, com base em dados diários de TSM e direção e intensidade dos ventos regionais. Um entendimento mais aprofundado da complexa dinâmica entre ventos e ressurgência, em Cabo Frio, foi utilizado como ponto de partida para interpretar os resultados pretéritos, de forma mais consistente.

1.1 OBJETIVOS

O OBJETIVO GERAL DESTE TRABALHO FOI VERIFICAR AS MUDANÇAS DA PALEOPRODUTIVIDADE NA REGIÃO DE CABO FRIO DURANTE O HOLOCENO, CORRELACIONADO-AS COM MECANISMOS SEDIMENTARES, OCEANOGRÁFICOS E ATMOSFÉRICOS QUE POSSAM EXPLICÁ-LAS.

COMO OBJETIVOS ESPECÍFICOS PROPÕEM-SE:

1) ENTENDER OS MECANISMOS DE RELAÇÃO CAUSA-EFEITO ENTRE VENTOS E TSM NA VARIABILIDADE RECENTE DA RESSURGÊNCIA DE CABO FRIO, EM ESCALA SINÓTICA, COMO FORMA DE MELHOR INTERPRETAR A VARIABILIDADE PASSADA;

2) IDENTIFICAR AS MUDANÇAS NA PRODUTIVIDADE PRIMÁRIA NA PLATAFORMA CONTINENTAL ATRAVÉS DA APLICAÇÃO DE MARCADORES ORGÂNICOS, TAIS COMO: CARBONO ORGÂNICO TOTAL (COT), RAZÃO C/N, ISÓTOPOS ESTÁVEIS DE CARBONO E NITROGÊNIO (∆13C E ∆15N, RESPECTIVAMENTE) E INORGÂNICOS (METAIS E MINERAIS);

3) AVALIAR AS MUDANÇAS NO BALANÇO ENTRE A MATÉRIA ORGÂNICA MARINHA E TERRÍGENA NA DEPOSIÇÃO ORGÂNICA, CORRELACIONANDO-AS COM ALTERAÇÕES NA PRODUTIVIDADE E NO APORTE CONTINENTAL DA REGIÃO;

(35)

4) INTERPRETAR A VARIABILIDADE DOS PADRÕES DE PRODUÇÃO PRIMÁRIA OBSERVADAS NOS REGISTROS DE CABO FRIO RELACIONANDO-AS COM MECANISMOS SEDIMENTARES, OCEANOGRÁFICOS E ATMOSFÉRICOS ATUANTES NA REGIÃO.

(36)

2 BASE TEÓRICA

2.1 PALEOPRODUTIVIDADE MARINHA: HISTÓRICO E ABORDAGENS

A oceanografia moderna se consolidou no século XX, com as grandes expedições marinhas. Os avanços tecnológicos permitiram o desenvolvimento de instrumentos mais complexos e maior eficiência de amostragem. Desta forma, experimentos mais elaborados puderam sustentar projetos maiores, os quais envolviam equipes multidisciplinares de várias nacionalidades (PINET, 1992).

Ainda segundo este autor, as recentes teorias sobre a movimentação da crosta oceânica impulsionaram a Fundação Nacional de Ciência dos EUA a dar início, em 1968, ao projeto de perfuração do fundo marinho (Deep Sea Drilling Project). Este ambicioso projeto tinha como objetivo a perfuração de sedimentos e rochas para testar a extensão do fundo oceânico e a tectônica global de placas. A partir disso, o navio Glomar Challenger serviu como plataforma de perfuração iniciando os estudos no campo da paleoceanografia, já que os resultados obtidos por este projeto ajudaram os geólogos a reconstruir a história da Terra e de seus oceanos. O sucesso deste projeto foi tanto que, em 1975, ele foi rebatizado de Projeto Internacional de Perfuração Oceânica (International Program of Ocean Drilling), o qual contou com o suporte e a participação ativa de várias nações, e continua com explorações geológicas dos oceanos, até os dias de hoje.

Dentre os temas pertinentes à paleoceanografia, um que desperta interesse especial é o da paleoprodutividade, uma vez que tem relação com o entendimento da vida marinha ao longo do tempo (GROSS, 1990). Com isto, a paleoprodutividade envolve muitos processos, dentre os quais aqueles que estão relacionados à circulação oceânica no passado, e principalmente, com o balanço produção e degradação da matéria orgânica e, ainda, com os ciclos dos elementos biogênicos, em especial, na história do ciclo oceânico do carbono.

(37)

Neste sentido, diversos proxies têm sido utilizados, de maneira complementar, para melhor delinear a história da produtividade de sistemas marinhos ao longo de um tempo geológico. Os padrões de produtividade refletem as mudanças na composição, abundância e diversidade dos foraminíferos bênticos expressando a resposta trófica das comunidades ao fluxo de carbono em ambientes paleoceanográficos (ZWAAN et al., 1999). Deste modo, baseados no fato de que, em oceanos antigos, os padrões de distribuição paleobiogeográficos podem servir para reconstruir gradientes de paleoprodutividade, paleobatimetria e padrões de circulação, dentre outros objetivos, Holbourn et al. (2001) utilizaram foraminíferos bênticos como indicadores globais de paleobatimetria para estimar a paleoprodutividade nos oceanos Albianos tardios.

Processos que envolvem a produção e/ou a degradação da matéria orgânica em ambientes marinhos são amplamente estudados (JAIN e COLLINS, 2007; DUMITRESCU e BRASSELL, 2005; TWICHELL et al., 2002; HINRICHS et al., 1999), com o objetivo de entender melhor as variações da paleoprodutividade, uma vez que estes processos são registrados nos sedimentos e podem ser investigados através da aplicação de diversos marcadores, tais como: CaCO3, excesso de Ba, carbono orgânico total

(COT), C/N, etc. (MORENO et al., 2004).

A produção de matéria orgânica de um sistema marinho está intimamente ligada à disponibilidade de luz (energia solar) e de nutrientes. Porém, outros fatores podem limitar este processo, como os teores de oxigênio dissolvido, condições de ressurgência e turbulência e ainda turbidez da água (PINET, 1992). Inversamente, a degradação da matéria orgânica marinha é realizada, principalmente, por bactérias decompositoras, as quais exercem papel fundamental na dinâmica trófica do sistema. Assim, tanto o material orgânico morto quanto o produto do metabolismo dos organismos vivos são submetidos a um processo de decaimento energético, que consiste na degradação de compostos orgânicos complexos em substâncias cada vez mais simples. Desta forma,

(38)

nutrientes inorgânicos são novamente disponibilizados no sistema, podendo ser reciclados pelos produtores primários (Figura 1).

Figura 1. Modelo esquemático da ciclagem da meteria orgânica em um sistema marinho, onde R significa reciclagem do material (Modificado de PINET, 1992).

Outro importante papel da paleoprodutividade é a sua participação no ciclo do carbono, tendo uma relação proporcional com a deposição de carbono no ambiente marinho (KHIM et al., 2008).

O aumento da produtividade reflete um aumento do fitoplâncton marinho. Sendo assim, a fixação fotossintética, realizada por estes organismos, contribui para um significativo aumento na transferência do CO2 atmosférico para o oceano sob a forma de matéria orgânica, podendo

ser transferida, posteriormente, para altos níveis tróficos. Em seguida, o carbono é novamente convertido a CO2, seja através da respiração ou

pela decomposição da matéria orgânica (PINET, 1992). No ambiente marinho, organismos mortos e produtos do metabolismo animal são decompostos ainda durante seu percurso, ao longo da coluna d’água até o fundo ou após a deposição, nas camadas superficiais do sedimento. Apesar das etapas do processo de degradação, uma parte deste material orgânico pode permanecer preservada nos sedimentos de fundo (Figura 2).

Luz e

nutrientes Plantas

Matéria orgânica

viva e morta Zona fótica

Bactérias Matéria orgânica morta Nutrientes inorgânicos dissolvidos Mistura de águas Zona afótica Superfície da água Animais Luz e nutrientes Plantas Matéria orgânica

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Figura 2. Ciclo do carbono entre o ambiente marinho e a atmosfera (adaptado de www.solarnavigator.net).

Considerando uma escala geológica de tempo, o carbono incorporado no esqueleto ou em conchas carbonáticas de organismos é soterrado, se acumulando no fundo oceânico. Este fato fica evidenciado nos estudos em que se utilizam armadilhas de sedimentos (sediment traps) (GIRAUDEAU et al., 2000; THUNELL, 1998). Sob condições de aquecimento e pressão, frações deste material orgânico podem sofrer carbonização e, em seguida, transformadas em compostos do petróleo. Processos tectônicos, o intemperismo químico e, ainda, emissões de fontes hidrotermais podem, eventualmente, liberar este carbono do fundo, permitindo o seu retorno aos processos biogeoquímicos dos oceanos, continente e atmosfera.

Assim, os papéis do oceano e da atmosfera no ciclo do carbono são de fato complementares, e, por esta razão, qualquer perturbação, em um destes compartimentos pode acarretar um desequilíbrio inicial, retornando a um novo estado de equilíbrio-dinâmico, que por fim pode acarretar em conseqüências climáticas.

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Embora a concentração de carbono orgânico total (COT) nos sedimentos seja freqüentemente utilizada para estimar a produtividade primária na superfície oceânica, proxies inorgânicos (p.e. concentrações de opalina e CaCO3) também têm sido combinados no estudo destas

estimativas.

Robinson et al. (2002) estudando os processos paleoceanográficos responsáveis pela origem dos ciclos que alternam coloração clara e escura em sedimentos pleistocênicos de Benguela, aplicaram diversos marcadores ou proxies de paleoprodutividade. Dentre estes, a relação inversa entre CaCO3 e COT e teores de alumínio (Al) sugeriram que a

dissolução do carbonato e a diluição terrígena, marcada pela concentração de Al, contribuíram para o registro dos ciclos sedimentares. A partir disto, a produção de diatomáceas e o transporte lateral foram eliminados como possíveis causas do bandeamento alternado no sedimento, uma vez que o comportamento da opalina se mostrou independente das alterações nos conteúdos de COT e de CaCO3. Já o δ13C e o δ15N indicaram que a

utilização relativa de nutrientes não se modificou ao longo dos intervalos claros e escuros intercalados nos sedimentos. No entanto, com base no balanço entre o estoque de nitrato e a produção exportada (δ15_{N), da zona}

fótica para o fundo, a produtividade foi mais elevada durante a deposição de camadas ricas em COT. Além disso, mudanças nas concentrações de alguns elementos traços (Cu, Ni, Zn, Mn, Ba e Mo) e COT indicaram que o consumo do oxigênio na interface água-sedimento controlou processos geoquímicos da matéria orgânica que alcançou o fundo. Assim, os autores concluíram que a produção exportada teve relação com as variações apresentadas pelos metais-traços, enquanto os ciclos sedimentares alternados foram produzidos por mudanças na paleoprodutividade. Desta forma, os intervalos claros representam sedimentos ricos em carbonato, induzidos pela baixa concentração de carbono orgânico. Por outro lado, os intervalos escuros foram associados às fases de fortalecimento da produtividade, em que a chegada de carbono orgânico oxidável ao fundo

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conduziu um enriquecimento de metais, a dissolução do carbonato e a sulfato-redução.

Sendo o carbono e o nitrogênio os principais elementos constituintes da matéria viva, a concentração e o suprimento de ambos controlam a produtividade marinha. Parte da matéria orgânica produzida na zona fótica se deposita no fundo, e uma pequena parcela desta será incorporada nos registros sedimentares. Assim, o processo fotossintético tem grande importância na indução do fracionamento isotópico, tanto do carbono, quanto do nitrogênio. Variações nas razões isotópicas do carbono e do nitrogênio ocorrem conforme as condições físico-químicas dos sistemas marinhos (circulação, temperatura, intensidade luminosa, evaporação), bem como, o modelo ecológico de produção e a cinética das reações bioquímicas (MINOURA et al., 1997). Com isto, as variações das composições isotópicas do carbono e do nitrogênio são registradas nas camadas sedimentares, podendo ser utilizadas como proxies de produtividade, apontando sobre os efeitos isotópicos gerados na camada fótica, prováveis fontes da matéria orgânica e sedimentar e, ainda, sobre processos pretéritos dos ciclos biogeoquímicos nos oceanos.

2.2 PALEOPRODUTIVIDADE EM ÁREAS DE RESSURGÊNCIA E

CONEXÕES CLIMÁTICAS

A alta produtividade das áreas de ressurgência é condicionada, particularmente, devido aos processos físicos e químicos que ocorrem nestes sistemas. A divergência de correntes, induzida pelos ventos, e os altos teores de nutrientes, trazidos pela movimentação vertical de massas d’água são fatores determinantes para a ocorrência deste fenômeno (GROSS, 1990).

Entretanto, dependendo da região, a dinâmica da ressurgência pode se apresentar de forma diferenciada. No Mar Arábico, o caráter sazonal da ressurgência é condicionado a ciclicidade dos fortes ventos SW,

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denominado vento de monções (SHIMMIELD, 1992). Na costa do Peru, a característica perene (ou quase permanente) da ressurgência se deve ao padrão de ventos da região, que é sempre favorável a este processo. Já no caso de Cabo Frio, a alternância sazonal da direção dos ventos contribui para o caráter intermitente da ressurgência (CARBONEL, 2003). Assim, o regime de ventos é um dos principais moduladores do rápido aumento da população fitoplanctônica e, conseqüentemente, das taxas de produção primária. A maior parte da matéria orgânica produzida é degradada na interface água-sedimento ou no topo da coluna sedimentar. Desta forma, o ambiente sedimentar é importante na reciclagem de nutrientes, os quais podem, potencialmente, retornar à coluna d’água (FARIAS, 2003).

Neste sentido, uma parcela, da grande quantidade de matéria orgânica, produzida nas regiões de ressurgência, que resiste à degradação bacteriana é acumulada e se preserva nos sedimentos (BERGER, 1989). Este estoque nos sedimentos controla, portanto, a transferência do carbono e de outros elementos da biosfera para a geosfera, influenciando, deste modo, o ciclo global de nutrientes e de carbono (WALSH, 1991), o que, em última instância, contribui de modo significativo para as mudanças climáticas.

Estudos envolvendo paleoprodutividade e forçantes climática, em áreas de ressurgência, são cada vez mais divulgados e de grande interesse (MEYERS; BERNASCONI, 2005; ROBERT et al., 2005; MCKEY et al., 2004; BARRON et al., 2004; HIGGINSON et al., 2003). Segundo Douglas et al. (2007), uma justificativa para este fato é que a dinâmica destes sistemas oceanográficos permite que o sinal atmosférico global seja amplificado pelas influências regionais. Estes autores buscaram entender a história recente das variações oceano-clima no Golfo da Califórnia, baseados na ligação entre forçantes climática, produtividade primária e padrões de sedimentação. Esta região é submetida a uma forte variação sazonal, influenciada por ventos, temperatura da superfície do mar (TSM) e chuvas. Durante os meses de inverno e primavera, o

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fortalecimento dos ventos NE provoca a ressurgência, que eleva os teores de nutrientes, induzindo um aumento na produtividade primária. A região está entre as mais produtivas do mundo, sendo as taxas de produtividade primária entre 1 e 4gC.m-2_.d-1_{, obtidas a partir de registros de sílica e}

carbonato biogênico e, ainda, COT em testemunhos, retirados na área central e sul do Golfo da Califórnia. Ambas as áreas apresentam sedimentos laminados dentro da zona de mínimio oxigênio, com taxa de sedimentação entre 30 e 85cm.Ka-1_{. Os autores concluíram que os}

padrões biogênicos Holocênicos são similares ao atual, com grande diferença nas taxas de sedimentação.

Patterson et al. (2005) lançaram a hipótese de que as mudanças nos registros sedimentares de escamas de peixes e assembléias de cistos de dinoflagelados, durante o Holoceno recente, no NE do oceano Pacífico estão de acordo com ciclos climáticos regionais e globais. Este estudo foi baseado em perfis sedimentares da costa oeste da Ilha de Vancouver (Canadá), a qual sofre influência do sistema de ressurgência costeira Norte Americana. A variabilidade climática no NE do oceano Pacífico é afetada pelo comportamento da Baixa Aleutiana1_{e por sistemas de alta}

pressão do Pacífico Norte e, ainda pelos ciclos equatoriais de El Niño e La Niña. Sobreposta a esta variabilidade, ciclos decadais e seculares, modulados regionalmente, não são muito bem entendidos e parecem surgir de teleconexões de escalas globais. Como resultado, a relação observada entre a produtividade marinha e as forçantes solares, em regiões do Atlântico Norte, indicou que a forçante solar, em diferentes escalas, pode ter influência significativa sobre o clima no NE do Pacífico. Assim, baseados na produtividade de peixes e na textura dos sedimentos, os autores observaram um ciclo climático regional com freqüência entre 1.100 e 1.400 anos que representam oscilações de produtividade, a qual estaria conectada aos regimes de águas frias e quentes.

Assim, a conexão entre ventos, hidrografia, produtividade planctônica e o aporte de fragmentos carbonáticos e silicosos, facilmente observada em sistemas de ressurgência, integram forçantes físicas e